Leseprobe
Inhalt
1. Leitfrage
2. Hotspots
2.1 Phasen in der Entstehung einer Vulkaninsel
2.1.1 Submarines Stadium
2.1.2 Schildphase
2.1.3 Inselwachstum
2.1.4 Post-Erosionsphase
2.1.5 Destruktives Stadium
3. Fallbeispiel Hawaii-Inselkette
3.1 Big Island
4. Fallbeispiel La Reunion
4.1 Der Réunion-Hotspot und seine Entwicklung
4.2 Die Insel La Réunion
4.2.1 Piton des Neiges
4.2.2 Piton de la Fournaise
5. Fazit
6. Literaturverzeichnis
6.1 Internetquellen
6.2 Monographien/Wissenschaftliche Publikationen
6.3 Lehrbücher
6.4 Zeitschriften
7. Abbildungen
1. Leitfrage
Die Vulkaninsel Hawaii und La Reunion – Leitmodelle für die Entstehung von Vulkaninseln über Hotspots?
2. Hotspots
Generell unterscheidet man zwischen drei Arten, wie Vulkaninseln entstehen können. Durch mittelozeanischen Rücken, über Subduktionszonen, sowie über sogenannten Hotspots. Hotspots sind „Stellen hoher Magmenproduktion bzw. –eruption als Gebiete oberhalb […] aufsteigende[r] heiße[r], etwa zylindrische[r] Mantelströme von ungefähr 100 bis 150km Durchmesser („mantle plumes“)“ (Morgan 1972: S. 132, zitiert nach Schmincke 2000: S. 82). Die Ursache für solche Unregelmäßigkeiten im Erdmantel ist bis heute nicht eindeutig wissenschaftlich belegt. Besonders bei Hotspots unter Ozeankrusten fallen „häufig Spuren von Heißen Flecken in Form von Vulkanen [auf], die in einer Linie aufgereiht sind und anzeigen, in welche Richtung und mit welcher Geschwindigkeit die Platte über den Manteldiapir [hier Hotspot] hinweggeglitten sind“ (Frisch, Meschede 2009: S. 88).
Betrachtet man beispielsweise die Hawaii-Emperor Kette im Nordwest-Pazifik, so fällt das o.G. besonders auf. Zusätzlich fällt hier eine drastische Richtungsänderung in der Seamount-Kette vor etwa 42 Millionen Jahren auf. Es gibt die Theorie, dass diese „Richtungsänderung in der Hawaii-Emperor-Kette […] aufgrund einer Driftänderung der Pazifischen Platte vor [etwa] 40 Mio. Jahren entstanden [ist]“ (Aßmann 2002: S.1). Für einen solchen Drift spricht zudem, dass sich „[ä]hnliche Spuren mit einem Knick […] auch in anderen Regionen des Pazifik [finden lassen]. […] Diese zeichnen ein einheitliches Bild von der Drift der Pazifischen Platte seit der Oberen Kreide mit Richtungsänderung im Eozän.“ (Frisch; Meschede 2009: S. 88)
2.1 Phasen in der Entstehung einer Vulkaninsel
Hotspots sind an der Erdoberfläche häufig als Intraplattenvulkane zu erkennen. Vulkane über Hotspots, die später eine Insel bilden, treten fast immer als Schildvulkane auf. Dabei kann man den Entwicklungsprozess einer Vulkaninsel (Seamount) in verschiedene Stadien bzw. Phasen aufteilen (vgl. Schminke 2000, S. 69).
2.1.1 Submarines Stadium
Das erste Stadium beschreibt den Moment, in dem das Magma erstmals die Erdkruste durchdringt. Dabei tritt heißes Magma am Ozeanboden aus und bildet zusammen mit Sedimenten erste Schichtablagerungen. Da die genannten Prozesse allesamt unterhalb der Meeresoberfläche stattfinden, bezeichnet man dieses Stadium auch als submarines Stadium (vgl. Schmincke 2000, S. 82ff.).
2.1.2 Schildphase
Danach folgt die sogenannte Schildphase. Die Ablagerungen um den zentralen Krater werden immer höher und großflächiger und festigen sich zunehmend zu einer schildähnlichen Struktur. Dies wird deutlich, wenn der Seamount an die Meeresoberfläche tritt. „[D]ie Hänge von Schildvulkanen [sind] viel flacher als die der Stratovulkane. Ihre Neigung beträgt gewöhnlich etwa 6-10 Grad“ (Ahnert 2003: S. 67). Diese Form erinnert an die eines umgedrehten Schildes. Dies resultiert daraus, dass „die Lava [bei Schildvulkanen], die eine Temperatur von etwa 1100°C hat und eine Geschwindigkeit von bis zu 50 km/h erreichen kann, meistens ruhig aus[fließt] (effusives Verhalten)“ (Stonjek; Döpke 2010: S. 82). „Ein Seamount kann also nur dann über die Meeresoberfläche wachsen, wenn die Eruptionsrate (Hv. i. O.) erheblich höher ist als die Erosionsrate (Hv. i. O.)“ (Schmincke 2000, S. 68).
Das Magma tritt nun bereits auch aus länglichen Riftzonen und Nebenkratern aus. Der „submarine Sockel, d.h. mehr als 90% eines Inselvulkans“ (Schmincke 1986: S.37) sind später nicht sichtbar, da sie sich unterhalb der Wasseroberfläche befinden.
2.1.3 Inselwachstum
Nun beginnt das eigentliche, sichtbare Inselwachstum. Infolge von Eruptionen gelangt der entstandene Schildvulkan an die Meeresoberfläche. Das eruptierte Material formt sich langsam zu einer Insel. Diese wächst immer weiter in die Höhe, solange der Magma-Kanal des Schildvulkans noch aus dem Hotspot gespeist wird (vgl. Schmincke 1986: S.38). Entscheidend hierfür ist folglich die Bewegungsgeschwindigkeit der jeweiligen Kontinental- bzw. Ozeanischen Platte (vgl. (Frisch, Meschede 2009: S. 88). „[D]iese Hauptphase in der Entstehung einer Vulkaninsel [erfolgt] relativ schnell, meist in weniger als 1 Million Jahren“ (Schmincke 2000, S. 70).
2.1.4 Post-Erosionsphase
Nach dem Inselwachstum folgt die sogenannte Post-Erosionsphase. Diese Zeit bezeichnet die Ruhephase eines Vulkans, nach seinem letzten Ausbruch. Selbige kann teilweise mehrere Millionen Jahre andauern. (vgl. Schmincke 2000: S.74). In dieser Zeit beginnt bereits die sichtbare Erosion der Vulkaninsel (vgl. Abb.2, Insel Maui, Moloka`i, Hawaii) durch Klima und Wellengang.
2.1.5 Destruktives Stadium
Die letzte Phase im „Leben“ einer Vulkaninsel wird durch das Destruktive Stadium beschrieben. Aufgrund von Erosion infolge von Hangrutschprozessen wird die Vulkaninsel stark abgebaut (vgl. Schmincke 2000: S.77). „Mit anderen Worten: Die Ablagerungen am subaerischen und submarinen Vulkanfuß nehmen auf Kosten der Höhe des Vulkans zu, bis schließlich die Vulkaninsel gänzlich erodiert und die Oberfläche unter die Wellenbasis gelangt ist.“ (Schmincke 2000: S.77). Nachdem sich die Vulkaninsel wieder unter den Meerspiegel gesenkt hat, existiert diese weiterhin als Seamount, sprich als submariner, erloschener Vulkan.
Der Seamount „wandert“ aufgrund des Plattendrifts (siehe oben) nun immer weiter vom Hotspot weg, bis er z.B. in einer Subduktionszone wieder vollständig im Erdinneren verschwindet.
Dieser zeitliche Ablauf lässt sich sehr gut anhand von bestehenden Seamount-Ketten verfolgen. Ein sehr gutes Beispiel ist hier wieder die Hawaii-Emperor-Kette, welche im Nordpazifik schließlich im Alleutengraben versinkt. Die Entstehung von Seamounts bzw. Vulkaninseln über dem Hawaii-Hotspot lässt sich dadurch bis zu ca. 77 Millionen Jahre zurückverfolgen (siehe Abb.3).
3. Fallbeispiel Hawaii-Inselkette
Die Ausmaße von Vulkaninseln, die auf solche Weise entstanden sind, können von wenigen Metern bis über mehr als 100km (Hawaii, Big Island) variieren. Die Höhe der Schildvulkane kann dabei vom Vulkanfuß aus gesehen über 10.000m betragen (Mauna Kea/ Mauna Loa, Hawaii, vgl. Schmincke 1986: S.35). „Bei voll entwickelten Vulkaninseln [wie Big Island, Hawaii] liegen nur etwa 10% ihres Volumens über Wasser, obwohl die höchsten Erhebungen über dem Meeresspiegel [u.a.] beim Mauna Loa (4500m) […] immer noch gewaltig sind.“ (Schmincke 1986: S. 37). Untersucht man jedoch das Fundament von Big Island, Hawaii, so wird deutlich, dass die gesamte Insel „eine einzige riesige Lavamasse, aus mehreren großen Schildvulkanen zusammengesetzt“, (Ahnert 2003: S. 67) ist.
Die Hawaii Inseln befinden sich mitten im pazifischen Ozean, ca. 3500km vom US-amerikanischen Festland entfernt. Die gesamte Hawaii-Inselkette besteht aus sieben Inseln, wobei Big Island die Jüngste der Inseln ist. Das Alter der Inseln nimmt in Richtung Nordwesten zu, was auf einen Drift der Pazifischen Platte (vgl. oben) über den Hotspot zurückzuführen ist. Alle Hawaii-Inseln sind demzufolge nachweisbar vulkanischen Ursprungs.
3.1 Big Island
„Die gesamte Insel Hawaii [Big Island], über dem Meeresspiegel groß, einschließlich ihres untermeerischen Sockels noch wesentlich größer, ist eine einzige riesige Lavamasse, aus mehreren großen Schildvulkanen zusammengesetzt.“ (Ahnert 2003: S. 67). Die größten dieser Schildvulkane bilden hierbei von Süd nach Nord der Kilauea, der Mauna Loa, der Hualalai, der Mauna Kea, und der Kohala. Der Mauna Kea und der Kohala sind mittlerweile inaktiv, d.h. nicht mehr in Reichweite des Hotspots. Nachweisbar aktiv sind dagegen noch der Kilauea, Mauna Kea sowie teilweise der Hualalai (siehe Abb.1). Unterhalb des Kilauea Vulkan existiert die einzige, wissenschaftlich nachgewiesene Magmakammer, die bis in mehr als zehn Kilometer Tiefe nachvollziehbar ist (vgl. Schmincke 1986: S.38f).
D.h. nach Crosson und Koyanagi (1979), zitiert nach Schmincke (1986: S.35) hat „der Kilauea auf Hawaii […] mehr Einblicke in Aufstieg, Differentiation und Eruptionsmechanismus von Basaltmagmen ermöglicht, als irgendein anderer Vulkan“.
Die Größe der Magma-Kammer beträgt dabei ca. (vgl. Schmincke 1986: S.39) und fördert pro Jahr ca. Magma zutage (vgl. Swanson 1972; Dzurisin 1984, zitiert nach Schmincke 1986: S.39). Aufgrund des Drifts der pazifischen Platte werden die momentan aktiven Vulkane in naher Zukunft voraussichtlich ebenfalls in die Ruhephase übergehen. Momentan bildet sich südlich von Big Island eine neue Vulkaninsel namens Loihi, welche sich derzeit noch ca. 1000m unterhalb der Meeresoberfläche befindet. In geologisch gesehen naher Zukunft wird diese an die Oberfläche treten und laut Prognosen ähnlich groß wie der Mauna Kea (ca. 4800m ü.NN) werden (vgl. Rubin 2014: S.1, Watson 1999: S.1). Dies wiederum deutet darauf hin, dass die derzeit aktiven Vulkane auf Big Island bald in die Ruhephase übergehen werden, aufgrund des fortschreitenden Drifts der Pazifischen Platte über den Hawaii-Hotspot.
Eine weitere Inselkette, die wie im Fall von der Hawaii-Emperor-Kette, ihren Ursprung einem Hotspot verdankt, ist die Inselkette der Maskarenen im Indischen Ozean. Diese besteht, neben der jüngsten und größten Insel La Réunion, aus den Nachbarinseln Mauritius und Rodrigues. Die Vulkaninsel La Réunion befindet sich ca. 700 km östlich von Madagaskar ungefähr auf dem 21. Grad südlicher Breite.
4. Fallbeispiel La Reunion
4.1 Der Réunion-Hotspot und seine Entwicklung
Das Ausmaß der Inselkette der Maskarenen ist zwar nicht so groß wie im Fall der Hawaii-Emperor-Kette, doch der sogenannte Réunion-Hotspot hat zahlreiche mittelozeanische Rücken und Flutbasalte im Bereich des Indischen Ozeans zu verantworten. Daher wird angenommen, dass der Réunion- Hotspot mindesten seit 68 Mio. Jahren existieren muss. Denn das älteste, auf Hotspot-Aktivität zurückzuführende Produkt sind die 2000 Dekkan-Flutbasalte Westindiens. Diese hängen mit der Abtrennung des Indischen Kontinents zusammen. Vor ca.135 Mio. Jahren, nachdem sich der Superkontinent Pangäa bereits in Gondwana und Laurasia gespalten hatte, begann die Öffnung des Atlantischen Ozeans und Indien löste sich vom Antarktisch- Australischen Kontinent und bis vor 90 Mio. Jahren haben sich Indien und Afrika gemeinsam Richtung Nordwesten bewegt. Daraus resultierte der Chagos-Laccadiven-Rücken. Plötzlich driftete Indien stets nach Norden und es entstand eine neue Spreizungszone zwischen Indien und Afrika, bis schließlich vor ca. 40 Mio. Jahren der Carlsberg- und der Zentralindische Rücken entstanden. Bis vor zehn Millionen Jahren gab es keine erneuten Bildungen von Vulkaninseln mehr, bis schließlich vor acht bis zehn Millionen Jahren die Inseln Mauritius und Rodrigues entstanden sind. (vgl. Holzhauer 2006: S.10f).
4.2 Die Insel La Réunion
La Réunion ist seit ca. zwei Millionen Jahren in Bildung. Die Insel ist gekennzeichnet durch eine Doppelvulkanstruktur d.h. sie besteht aus zwei zusammengewachsenen Schildvulkanen bzw. Schildvulkangipfeln. Der nordwestliche Teil besteht aus dem älteren, bereits erloschenen Piton des Neiges und der Südöstliche Teil aus dem noch aktiven Piton de la Fournaise.
Die Gesamtfläche der Insel beträgt 2510 km2 und ihr Durchmesser liegt zwischen 50 und 70 km, welcher ungefähr der Fläche des Saarlands entspricht. Ihre Form ist nahezu oval. (vgl. Eitel 2005: S.58).
Die Entstehungsgeschichte der Insel ist gekennzeichnet durch sich abwechselnde Phasen. Auf eine aktive, eruptive Phase, in welcher sich der Vulkangipfel aufbauen konnte, folgte stets eine Phase verminderter Aktivität, in denen Erosionen u.a. aufgrund der hohen Niederschlagsraten in dieser Region aufgetreten sind. (vgl. Forbriger 2006: S.26).
4.2.1 Piton des Neiges
Die submarine Höhe des Schildvulkans Piton des Neiges beträgt 4500m. Vor ca. 2 Mio. Jahren stieg dieser aus dem Meer empor und misst heute 3070 m. ü. N. (vgl. Eitel 2005: S.59). Somit ist er der höchste Berg des Indischen Ozeans. Seine Entstehung ist geprägt durch starke Explosionen aufgrund des Eindringens von Wasser in die Magmenkammern. Hinzu kommt, dass die Entstehung nicht in einem Zug von statten ging, sondern geprägt ist durch verschiedene Aufbauphasen, welche durch Erosionsphasen unterbrochen wurden. Daher ist der heutige Gipfel des Piton des Neiges bereits der dritte. Die vulkanische Aktivität des Piton des Neiges endete vor ca. 12. Jahren. Dies ist auf die Nordwestdrift der afrikanischen Platte zurückzuführen, auf welcher sich La Réunion befindet. In Folge dessen, wurde die Hotspot- bzw. die Vulkanaktivität nach Südosten verlagert. Seither befindet sich der Piton des Neiges in einer Erosionsphase. Die Magmenkammern des Vulkans wurden nach Vulkanausbrüchen geleert und sind eingestürzt. Dies erklärt die drei kleeblattförmig angeordneten (Einsturz)Calderen am Gipfel. Durch Erosionen sind tiefe Täler entstanden, in welche 200 tiefe Wasserfälle stürzen.
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